Ana Rita Marques

 

Sismologia

 

       Sismo é um movimento vibratório brusco da crosta terrestre, devido, muitas vezes, a uma libertação de energia (sob o efeito de tensões causadas, na maioria das vezes pela movimentação das placas litosféricas; a litosfera acumula energia que é libertada quando a pressão é suficientemente forte para provocar a ruptura do material) em zonas instáveis do interior da Terra, que ocorrem num período de tempo restrito, em determinado local e que se propaga em todas as direcções (ondas sísmicas). Depois da ruptura acima referida, dão-se várias outras rupturas secundárias – réplicas. Também antes do abalo principal se podem sentir sismos de fraca intensidade, denominados por abalos premonitórios. O ponto em que a energia se liberta é denominado por hipocentro e o ponto que se encontra à superfície, verticalmente sobre este, chama-se epicentro. O estudo dos fenómenos relacionados com a ocorrência de sismos constitui a sismologia. De acordo com a sua intensidade podem ser considerados:

 

• Macrossismos: sismos sentidos pela população.

• Microssismos: sismos imperceptíveis, que não causam danos significativos.

 

 

Os sismos tectónicos acontecem devido a movimentos tectónicos que podem ter origem em forças de vários tipos, tais como:

 

• Compressivas : os materiais são comprimidos, tendendo

a diminuir a distância entre as massas rochosas.

 

 

• Distensivas : levam ao estiramento e alongamento do

material, aumentado a distância entre as massas rochosas.

 

 

• Cisalhamento : os materiais são submetidos a pressões que

provocam movimentos horizontais, experimentando alongamento

na direcção do movimento e estreitamento na direcção

perpendicular ao movimento.

 

 Os sismos de colapso acontecem devido a abatimentos em grutas e cavernas ou ao desprendimento de massas rochosas.

 

Os sismos vulcânicos são provocados por fortes pressões que um vulcão experimenta antes de uma erupção e por movimentos de massas magmáticas relacionados com fenómenos de vulcanismo. 

 

TEORIA DO RESSALTO ELÁSTICO

 

       É a teoria proposta pelo geólogo Henry Reid em 1911 que conta que quando o material rochoso fica sujeito a um nível de tensão que ultrapassa o seu limite elástico, dá-se a deformação das rochas. Se a deformação ocorrer lentamente dá-se uma dobra e se for rápido uma falha.

Para ocorrer um sismo é preciso que a tensão ultrapassa o limite elástico e que se gere uma falha.

A tensão causada pelas movimento das placas pode corresponder a movimentos de década, anos ou milénios.

Esta teoria explica a formação de um sismo. Os movimentos tectónicos geram tensões junto às rochas que envolvem e a falha e estas deformam-se e acumula-se energia potencial. Quando a tensão que atua no plano de falha vence o atrito entre os dois blocos de rocha divididos pela falha, estas deslocam-se e libertam energia sob a forma de calor e ondas sísmicas, originando o sismo.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Efeitos dos sismos – ondas sísmicas

 

 Ondas sísmicas: movimentos vibratórios de partículas que se propagam a partir do foco, segundo superfícies concêntricas. o Ondas de volume (profundidade)

 

 Ondas P - as partículas vibram paralelamente à direcção de propagação; a propagação produz-se por uma série de impulsos de compressão e distensão através das rochas;  propagam-se por todos os meios;  são também chamadas ondas de compressão ou longitudinais;  provocam variações do volume do material.

 

Ondas S - as partículas vibram num plano perpendicular à direcção de propagação;  apenas se propagam em meios sólidos;  provocam mudanças da forma do material;  podem também chamar-se ondas transversais.

 

Ondas superficiais (resultam da intereferência de ondas P e S e

são as mais destrutivas):

 

•  Ondas de Love: partículas vibram horizontalmente;

•  Ondas de Rayleigh: partículas movimentam-se elipticamente. 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Sismograma

 

O sismograma permite saber diversas coisas quanto a um sismo. Permite descobrir a sua magnitude, duração, distância epicentral, etc. Mas como determinar a distância epicentral?

Para distâncias maiores que 1000kmpodemos fazer a seguinte conta: [(S-P)-1] x 1000 = DE km

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Mas ainda há outra maneira e esta sim inclui o sismograma - sabendo a distância epicentral das 3 estações, utilizando um compasso cujo o centro está no local da estação e o raio é a distância epicentral (em km), determina-se o epicentro do sismo.

 

 

Sismos e tectónica de placas

Os sismos podem ser de:

 

•  Fronteiras convergentes

•  Fronteiras divergentes

•  Fronteiras transformantes

•  Sismos intraplacas

 

 

Avaliação de sismos

 

    Intensidade- É o grau de destruição provocado pelo sismo.

A Intensidade é expressa em graus em escalas, sendo a mais conhecida a  escala de Mercalli modificada ou escala internacional de Mercalli. Esta escala tem doze graus numerados em numeração romana.

 

Na escala de Ricther cada grau de magnitude é cerca de 30 vezes maior que o grau abaixo, sendo assim uma escala logarítmica. É medida a partir do sismograma através da amplitude máxima e da distância epicentral.

 

 

A escala de Richter e a de Mercalli nem sempre se podem correlacionar dado que a quantidade de destruição depende da construção e se os locais são mais ou menos habitados. Se o sismo ocorrer no deserto, pode ter uma grande magnitude, no entanto a destruição ser quase nula.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Descontinuidades internas da geosfera

 

A constituição e as propriedades físicas dos materiais terrestres variam com a profundidade, condicionando assim a velocidade das ondas P e S. A velocidade das ondas sísmicas aumenta com a rigidez dos materiais e diminui proporcionalmente à sua densidade. A reflexão e refracção das ondas sísmicas permitem localizar três superfícies de descontinuidade:

 

• Descontinuidade de Mohorovicic – profundidade média de 40km,

separa a crosta do manto.

 

•  Descontinuidade de Gutenberg –

profundidade de 2883km, separa o manto do núcleo externo.

 

•  Descontinuidade de Lehmann –

profundidade de 5140km, separa o núcleo externo do núcleo interno.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Para cada sismo existe uma zona de sombra sísmica, compreendida entre ângulos epicentrais de 103º e 143º, onde não são recebidas ondas P nem ondas S directas.

 

Estrutura interna da geosfera

 

Existem duas estruturas estabelicidas para a Terra, uma de acordo com a composição química dos seus materiais e outra de acordo com a rigidez (física) destes. Aqui estão ambas em comparação: